1. Erdbeben
1.1. nur durch Erdbeben können Gitterkräfte aufgebrochen werden
1.2. Andreas Henk: Verwerfungen sind Brüche im Gestein. Anders gesagt: Das sind Trennzonen im Gestein, an denen Gesteinsblöcke von ein paar Meter bis zu mehreren Hundert Meter aneinander vorbeigeglitten sind. Diese Bewegungen können dabei horizontal oder vertikal erfolgen. Ausgelöst werden solche Prozesse durch Erdbeben.
1.3. In Deutschland gibt es mehrere Zonen, die Erdbebenaktivität aufweisen. Zum Beispiel der Oberrheingraben, der sich von Frankfurt bis nach Basel erstreckt. Dazu gehört auch der südbadische Raum. Daneben treten Erdbeben häufiger in der Niederrheinischen Bucht bei Köln oder im Eger-Graben an der Grenze zur Tschechischen Republik auf. Es gibt also mehrere tektonische Zonen, die in Deutschland heute seismisch aktiv sind. Zum Glück sind die meisten der Erdbeben aber so schwach, dass sie nur mit Hilfe von Instrumenten registriert werden können. Nur vergleichsweise selten sind sie so stark, dass sie auch für den Menschen spürbar sind.
1.4. Weist ein Erdbeben eine Magnitude von mindestens drei auf der nach oben offenen Richter-Skala auf, können auch wir Menschen das unruhige Zittern der Bodens spüren. Alles, was kleinere Magnituden aufweist, können wir nicht wahrnehmen. Ein stärkeres Erdbeben gab es hierzulande zuletzt vor vier Jahren nördlich von Freiburg am Oberrheingraben. Messungen wiesen damals eine Stärke von 5,4 auf. Für deutsche Verhältnisse ist das schon sehr kräftig. Doch in Deutschland gibt es relativ selten tektonische Erdbeben, deren Magnitude mehr als drei beträgt.
1.5. an der MOHO gibt es einen Sprung der derP-Wellengeschwindigkeiten zu Werten über 8
1.6. per Definition am Brittle-Ductile-Übergang
1.7. nur im Bereich von Subduktionszonen kann es zur Bildung sehr starker Erdbeben enlang langer Frakturen [100km und länger] kommen
1.7.1. flache Erdbeben im Berech des Trenches und des Akkretionskeils aufgrund nach unten gerichteter Extension
1.7.2. Tiefenbeben im Bereich der Benioff-Zone, aufgrund nach unten gerichteter Kompression
2. Rifting
2.1. Beckengeometrien
2.1.1. Modelle
2.1.1.1. Werneke
2.1.1.2. Mc Kenzie
2.2. Subsidenzgeschwidigeiten
2.2.1. thermisch
2.2.2. tektonisch
2.3. Gräben
2.3.1. Europäisch-Känozoisches Grabensystem [EKG]
2.3.1.1. Oberrheingraben
2.3.1.1.1. passives Rifting
2.3.1.1.2. 300km lang, 40km breit
2.3.1.1.3. bedeutendste geologische Struktur im südlichen Mitteleuropa
2.3.1.1.4. Oberrheingraben ist das zentrale Segment einer Grabenbruchzone, die sich von der Nordsee bis in das westliche
2.3.1.1.5. Ursachen
2.3.1.2. Niederrheingraben
2.3.1.3. Egergraben
2.3.1.3.1. Tchechoslovakei
2.3.1.3.2. geologisch aktives Rift
2.3.1.3.3. jüngster Graben Europas
2.3.1.4. Nordsee
2.3.1.4.1. inaktiv
2.3.1.4.2. failed rift
2.3.1.4.3. mittleres Jura
2.3.1.5. Bressegraben
2.3.1.5.1. In Südost-Frankreich erstrecken sich die Gräben parallel zur Deformationsfront der Alpen.
2.3.1.5.2. Das Nordende des Bressegrabens ist über ein Störungssystem im Bereich der Burgundischen Pforte mit dem Südende des Oberrheingrabens verbunden.
2.3.1.6. Hessische Senke
2.3.1.7. Limagne-Graben
2.3.1.8. Löwengolf-Gräben
2.3.1.9. Allgemein
2.3.1.9.1. Alle Gräben der EKG entstanden durch Dehnung der Erdkruste senkrecht zur Längsachse der Gräben. Die oft kilometertief absinkenden Gräben wurden mit Sedimenten (Ton, Mergel, Sand und Kies) aus ihrer Umgebung aufgefüllt (Sedimentbecken). Die genaue Lage der Gräben wird oft durch ältere Bruchstrukturen in der Erdkruste bestimmt.
2.3.1.9.2. Die Absenkung der meisten Gräben beginnt in der Eozän-Zeit, nur der Egergraben startet etwas später und sinkt dann auch nicht so tief ab.
2.3.1.9.3. Das Europäische Känozoische Grabensystem entstand zur gleichen Zeit wie die jungen Faltengebirge der Alpen und Pyrenäen und das Grabensystem liegt im Vorland von Alpen und Pyrenäen. Es liegt deshalb nahe anzunehmen, dass die Bildung des Grabensystems mit der Bildung der Faltengebirge ursächlich zusammenhängt
2.3.1.9.4. Die Gräben des EKG liegen im Bereich des alten variskischen Faltengebirges, das in der Unterkarbonzeit zusammengeschoben wurde. Das variskische Faltengebirge bildet die Basis der Mittelgebirgs-Landschaft und wird oft von flach liegenden jüngeren Gesteinen, dem Deckgebirge, zugedeckt.
2.4. passiv vs. aktiv
2.4.1. passiv:
2.4.1.1. Baikal
2.4.1.1.1. impaktogenes, passives Rifting druch den indischen Indenter
2.4.1.1.2. Beach-Balls
2.4.1.2. Zugspannungen!
2.4.2. Ostafrikanische Rift
2.4.2.1. Plume!
2.4.3. abgeschlossenes aktives Rifting:
2.4.3.1. rotes Meer
2.4.3.2. abgeschlossen: kontinentale Kruste vollständig durchtrennt und Bildung ozeanischer Kruste
2.4.3.2.1. ab dann: passive Kontinentalränder
3. aktive Kontinentalränder
3.1. MOR
3.1.1. magnetic stripes durch regelmäßige Umplung des Erdmagnetfeldes und entsprechend eingeregelte ferrimagnetische Minerale [Magnetit, Hämatit] im Erdmagnetfeld vor ihrer Erstarrung in der basaltischen Matrix
3.1.1.1. AMS: antiferrische magnetische Suszeptibilität
3.2. Subduktion
3.2.1. bei über 1200°C [abnorme Wärme] oberhalb des eingezogenen Slabs der subduzierten Kruste kommt es zu Schmelzbildung an der oberen Asthenosphärengrenze
3.2.1.1. an den Rändern der überlagerten Magmenkammern kommt es zu equilibrierten Gefügen
3.2.1.1.1. innerhalb der flüssigen Magmenkammer gibt es keine Scherspannung mehr, die Feldspatkristalle richtens sich dann nur noch nach ihrer Form, ohne Deformationsgefüge
3.2.1.1.2. die Magmenkammer selber liegt nicht unter Spannung, übt aber eine dynamische Metamorphose - mit Spannungsaufbau - auf das Umgebungsgestein aus [radial von der Magemkammer weg]
3.2.2. Slab-Breakoff: Abbrechen der Lithosphäre in Subduktionszonen am Übergang von der ozeanischen zur Kontinentalen Kruste
3.2.2.1. die Stratifizierung der kontinentalen Kruste führt zu einem Gesamt-Lithosphären-Versangen [Sollbruchstelle entlang des alten Kontinentalabhangs zwischen kontionentaler und ozeanischer Kruste]
3.2.2.2. der Slab-Breakoff schafft Platz für partielle Schmelzen
3.2.2.2.1. Magmatic Flameup: Ausbildung von Magamtismus oberhalb Bereiche partieller Schmelzbildung
3.2.2.3. nach dem Breakoff kommt es aufgrund des "fehlenden" Tiefenzuges zu einer Erhähung in der Topographie, was zu einem weiteren gravitationellen Kollags durch Extension des Orogens führt
3.2.3. die höhere Dichte der ozeanischen Lithosphäre führt zu ihrer Subduktion
3.3. Orogenese
3.3.1. die Summe aller Verformungen ergeben die Gebirge
3.3.2. Der orogene Zyklus
3.3.2.1. 1. frühe Riftphase
3.3.2.1.1. Krustenextension
3.3.2.1.2. Abschiebungen
3.3.2.1.3. subduktionsinduzierter Vulkanismus
3.3.2.2. 2. frühe Orogenphase
3.3.2.2.1. Versenkung
3.3.2.2.2. Seitenverschiebungen, Aufschiebungen & Überschiebungen
3.3.2.2.3. Faltung und Schieferung
3.3.2.2.4. Partialschmelzen und Batholitintrusionen
3.3.2.2.5. Abschiebungen der frühen Riftphase werden zu Aufschiebungen reaktiviert
3.3.2.3. 3. späte Orogenphase
3.3.2.3.1. weiter hohe Drücke, aber niedrigere Temperaturen
3.3.2.3.2. Spröd-Duktil-Falten
3.3.2.3.3. Aufschiebungen und Seitenverschiebungen
3.3.2.4. 4. postorogene Phase
3.3.2.4.1. erosionale Entlastung
3.3.2.4.2. isostatischer Ausgleich
3.3.2.4.3. Dip-Slip-Störungen
3.3.2.4.4. spröd-extensionale Störungen
3.3.2.4.5. späte intrusive Stöcke
3.3.3. Alpen
3.3.3.1. Jura
3.3.3.1.1. Falten- und Überschiebungsgürtel
3.3.3.2. Orogenese begann vor ca. 120 Millionen Jahren
3.3.3.2.1. mehrere Hochdruckphase 120 Millionen Jahren bzw. 40 Millionen Jahre
3.3.3.2.2. Lepontinmetamorphosephase bilden die Temperphasen zwischen den Hochdruckmetamorphosephasen
3.3.3.2.3. Niedrigdruckparagenesen bei ca. 20 Millionen Jahren
3.3.3.3. Tauernkristallisation
3.3.3.3.1. statische, thermische Equilibrierung der Kruste
3.3.3.4. nicht die Kollision, sondern die Dichtekontraste sorgen für die Heraushebung
3.3.3.4.1. Isostasie
3.3.4. Ural
3.3.4.1. Nord-Ural: Novaya Zemlya
3.3.4.2. Süd-Ural [Max Soutov-Zone]
3.3.4.2.1. Ultrahochdruckgesteine
3.3.4.2.2. 150km Überlagerung fehlen
3.3.4.3. Permbecken
3.3.4.3.1. gefüllt von Uralschutt
3.3.4.3.2. 4-5km machtig, nach Westen auslaufend
3.3.4.3.3. reicht nicht als Abtragungsbecken des Urals aus
4. Plattentektonik
4.1. relative Plattenbewegungsrichtungen
4.1.1. potentielle Kräfte:
4.1.1.1. Mantelkonvektion [passiv] aufgrund der Scherkräfte über den Konvektionszellen
4.1.1.1.1. Basale Reibung
4.1.1.1.2. Problem: grob gesehen passt ds Modell, dagegen unter einer näheren Betrachtungsweise passen die Transform-Störungen nicht zu einer analogen Konvektionszellen-Geometrie im Untergrund
4.1.1.2. Potentielle Energiekontraste [aktiv] aufgrund der Isostasie
4.1.1.2.1. führt zum Orogenen Kollaps
4.1.1.2.2. Extension wegen des eigenen Gewichts
4.1.2. Brems- bzw. Beschleunigungsmechanismen
4.1.2.1. Beschleunigungsmechanismen
4.1.2.1.1. Slab-Pull
4.1.2.1.2. Ridge-Push
4.1.2.1.3. Trench-Suction
4.1.2.2. Bremsmechanismen
4.1.2.2.1. Drag-Force [Reibung]
4.1.2.2.2. Transformstörung-Resistenz
4.1.2.2.3. Slab-Drag in der Benioff-Zone
4.1.2.2.4. Kollidieungs-Resistenz [Seamounts]
4.1.3. Geschwindigkeitsangabe anhand Winkelgeschwindigkeiten um Euler-Pole
4.1.3.1. Formel
4.1.3.1.1. tatsächliche Plattengeschwindigkeit = Winkelgeschwindigkeit x Erdradius x sinus Eulerwinkel
4.1.3.2. Modell von Peter Bird mit 52 Platten
4.1.3.2.1. die länge der Pfeile beschreibt die Driftgeschwindigkeit
4.1.3.3. Hot-Spots als Referenzsystem [Hot-Spot-Reference-Frame]
4.1.3.3.1. geostationär
4.1.3.3.2. jedoch nur tief-emporsteigende Mantel-Plumes
4.1.3.4. die relativen Bewegungsrichtungen widersprechen des absoluten
4.2. Andreas Henk: Tektonik ist eine Teildisziplin der Geologie, die sich mit der Deformation von Gesteinen beschäftigt. Darunter fällt zum Beispiel die Plattentektonik, die sich mit Bewegungen großer Bruchstücke der Erdkruste befasst. Aber auch Verwerfungen und Störungen mit nur einigen Metern Versatz fallen in diesen Bereich.
4.3. Wie kommt es zur Plattentektonik?
4.3.1. Konvektionen im Mantel, ridge push & slab-pull, dann kommen wir sobald die innere Kohäsion der subduzierten Platte nicht mehr ausreicht zum slab-breakoff
4.3.1.1. slab-pull: Zug an der Platte in Subduktionszonen aufgrund des Dichtekontrastes des subduzierten Slabs
4.3.1.1.1. dominierender Prozess
4.3.1.1.2. Beispiel: Pazifik
4.3.1.2. ridge-push: gravitationelles Abgleiten aufgrund isostatisch höher gelegenen MOR eines durch aufdringendes, relativ zu den abgekühlten ozeanischen Platten links & rechts leichteren Materials - dadurch eine Höhendifferenz von ca. 2500m
4.3.1.2.1. lediglich nach der Formation von Superkontinenten aufgrund schlechterer Wärmeleitfähigkeit kontinentaler Kruste
4.3.1.2.2. "Wärmestau" führt dann zum Aufbrechen des Superkontinents und Bildung eines Ozeans ohne Subduktionszonen
4.3.1.2.3. der potentielle Energiekontrast an MOR ist verantwortlich für den Ridge-Push-Effekt
4.3.2. 3 kontrastierende Energieregimes
4.3.2.1. slab-pull
4.3.2.1.1. angetrieben duch die Dichtekontraste im Mantel
4.3.2.1.2. die maximale Tiefe des Slabs kann 700 - 800 km betragen
4.3.2.1.3. Subduktions-Rollback: aufgrund des hängenden Slabs und dem Gewicht der subduzierten Platte
4.3.2.2. drag force
4.3.2.3. ridge push
4.3.2.3.1. angetrieben duch die Dichtekontraste zum Meerwasser
4.3.2.3.2. die Höhe des MOR beträgt im Durchschnitt 1,5 km über dem Meeresgrund [welcher gewöhnlich in einer Tiefe von ca. 4 km liegt]
4.3.3. Allgemein
4.3.3.1. das Kräfteverhältnis zwischen Ridge-Push und Slab-Pull liegt bei 1:8 [slab-Pull ist also 8 mal stärker]
4.4. Inselbogenvulkanismus
4.4.1. nur am Westreand des Pazifiks
4.4.2. die Trenches sind tiefer als Berge hoch sind
4.4.3. Weite des Arc-Trench-Gaps zwischen Trench & und Volcanic Arc hängt vom Winkel der subduzierten Platte ab
4.4.3.1. ein flacher Subduktionswinkel führt zu einem großen Abstand zwischen dem Trench & dem Volcanic Arc
4.4.3.2. ein steiler Subduktionswinkel führt zu einem kleien Abstand zwischen dem Trench & dem Volcanic Arc
4.4.3.2.1. der Slab im Bereich des Marianengrabens [10 Kilometer Tiefe] hat einen Eintauchwinkel von nahezu 90°
4.4.3.2.2. eine andere Theorie ist, dass aufgrund der Corioliskraft steile Eintauchwinkel im Westen und flache im Osten auftreten
4.4.4. größter Unterschied zwischen Inselbogensubduktion und Kontinent-Ozean-Subduktion: bei Inselbogenvulkanismus liegen die Back-Arc-Basin-Sediments auf ozeanischer Kruste
4.4.5. Akkretionskeile: Sedimentprismen, aufgebaut aus großräumigen Sedimentüberschiebungen
4.4.5.1. normale Abfolge innerhalb jeder Sedimentüberschiebung, aber inverse Abfolge innerhalb des gesamten Überschiebungsstapels
4.4.5.1.1. frontale Akkretion: direkt hinter dem Trench
4.4.5.1.2. basale Akkretion: durch tektonisches Underplating, Krustenverdickung und dadurch Verkippuing des frontalen Akkretionskeils
4.4.5.1.3. Beispiel:
4.4.5.2. Orogenic Wedge Theory: beschreibt das Gleichgewicht zwischen Verdickung durch Akkretion und lateralem Wachstum durch Extension
4.4.5.2.1. definiert des Form des Prismas
4.4.5.2.2. limitierende Parameter:
4.4.5.2.3. buttress: kontinentales Widerlager hinter dem Wedge
4.4.5.3. tektonische Erosion: in nicht-akkretionellen Wedges wirkt die ozeanische Platte wie eine Feile und trägt den Kontinent ab
4.4.5.3.1. Terrassen senken sich dadurch ab
4.4.5.3.2. ist klimaabhängig, da weniger Sedimenteintrag ein nichtakkretionelles Subduktionssystem erzeugt
4.4.6. Interarc-Basins: Becken zwischen neuen und alten Inselbögen
5. Isostasie
5.1. flexurelle Isostasie
5.1.1. gebrochene Platte
5.1.2. durchgehende Platte
5.2. Europäische Geotraverse [ETG]
5.2.1. entlang der ETG von der Nordsee bis zu den Alpen wird die Lithosphäre immer dicker und daher [zum isostatischen Ausgleich] die Asthenosphäre entsprechend tiefer
5.3. Orogener Kollaps
5.3.1. 1. die Kruste verdickt sich [bzw. verdoppelt sich in iher Mächtigkeit von 35 zu 70 Kilometer Mächtigkeit]
5.3.1.1. die Plattengenzkräfte sind größer als die Gravitation
5.3.2. 2. thermisches Equilibrium
5.3.2.1. die Plattengenzkräfte halten sich die Waage mit der Gravitation
5.3.2.2. Krustenverdopplung [Stacking] für zu einem verringerter Surface Heat Flow und einer gesteigerten radiogenen Wärmeproduktion
5.3.2.2.1. ausbildung flacherer Geothem-Pfade
5.3.3. 3. postkonvergente Prozesse
5.3.3.1. Gravitation größer als Plattengrenzkräfte
5.3.3.2. Bildung sediemtärer Becken
5.3.3.3. Verdünnung der Unterkruste [aufgrund verringerter Festigkeit]
5.3.3.3.1. allein die Verdünnung werden die Lagen erhitzt [duch erhöhten Basal Heat Flow] und dadurch von ihrer Festigkeit her geschwächt
5.3.3.4. Dekompression & Exhumierung von Mantelgesteinen
5.3.3.5. Hochdruckmetamorphose aufgrund hoher Temperaturen und Schmelzbildung nahe der Oberfläche
5.3.3.6. Beispiele
5.3.3.6.1. Zeichstein-Becken
5.3.3.6.2. Tibetanisches Hochland
5.3.4. Allgemein
5.3.4.1. neue Ozeane öffnen sich in Bereichen ehemaliger Orogene, da dort die Kruste verdickt und somit geschwächt ist [Sollbruchstelle - siehe EKG]
5.3.4.1.1. das Foreland ist im Vergleich zum Orogen resistenter
5.3.4.2. selbst wenn das Orogen zu seinem Foreland im isostatischen Gleichgewicht liegt, reicht der Höhenunteschied aus, um das Gebirge auseinanderfließen zu lassen
5.3.4.2.1. panta rei
5.3.4.2.2. Analogie zum MOR
5.3.4.2.3. ist eine Gebirge im isostatischen Gleichgewicht, so sind auch die G-Werte dieselben
5.3.4.3. alle Orogene mit einer vertikalen Erhebung größer 3km ü.N.N. führen zu einem Orogenen Kollaps